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Principales fallas activas durante el Cuaternario extraídas de la base de datos QAFI (García-Mayordomo et al., 2015; IGME, 2015)
Origen de los datos geológicos: Mapa Geológico 1M (2015) del ©Instituto Geológico y Minero de España (IGME) FGR:Falla del Golfo de Rosas, FC:Falla de Cardaña, FA:Falla de Amer.

 

Sismicidad en Pirineos

Geología y tectónica de Pirineos

La cordillera Pirenaica presenta una sismicidad moderada. No obstante, en el catálogo de terremotos históricos cabe resaltar el terremoto de intensidad IX-X ocurrido en 1428 en Queralbs (Girona) que produjo la destrucción de la ciudad y unas 800 víctimas así como tres terremotos de intensidad VIII-IX: 1373 en Ribagorça (Lleida), 1427 en Olot (Girona) y 1660 en el departamento francés de Altos Pirineos, donde también han ocurrido otros terremotos históricos importantes como el de intensidad VIII en 1750. Más al oeste, algunos terremotos de menor entidad han tenido lugar en el departamento de los Pirineos Atlánticos (Francia), siendo el mayor de estos el de intensidad VII-VIII en 1814.

En la época instrumental, desde hace aproximadamente 100 años, la sismicidad registrada ha sido entre baja y moderada, aunque destacan dos terremotos en 1923 en la Canal de Berdún (Huesca-Zaragoza), al sur de los Pirineos, de intensidad VII y M5,4 y en el Valle de Arán (Lleida) de intensidad VIII y en torno a M5,6, además de dos terremotos de M5,1 ocurridos en 1967 y 1980 en los Altos Pirineos (Francia) de intensidades VIII y VII respectivamente.

En general la sismicidad se concentra en la zona axial de la cordillera y es más densa en el centro-oeste de la misma, en concreto en las zonas francesas de Altos Pirineos y la parte oriental de los Pirineos Atlánticos. El mecanismo focal de los terremotos es predominantemente normal con el eje de tensión perpendicular a la alineación de la cordillera, lo que sugiere que actualmente existe un régimen extensivo en dirección NNE-SSO, lo que concuerda con los datos de desplazamientos observados por GNSS en el oeste de los Pirineos.

La cordillera Pirenaica comprende todas las alineaciones montañosas que se elevan en el borde norte de la placa ibérica desde el cabo de Creus (mar Mediterráneo) hasta Galicia, es decir las rocas y estructuras pirenaicas se continúan lateralmente hacia el oeste por los relieves de la cornisa cantábrica y por el margen continental sumergido bajo el mar Cantábrico: existe un “Pirineo” bajo el agua hasta las costas al norte de Galicia Las dos alineaciones más importantes son la cordillera Cantábrica y los Pirineos. La separación entre ambas se establece en la falla de Pamplona, una fractura NNE-SSO de 120 km de longitud con un importante salto en dirección y sentido sinestral. El límite norte son los cabalgamientos frontales sobre la cuenca de Aquitania, en el caso de Pirineos, y el golfo de Vizcaya, en el caso de la cordillera Cantábrica. El límite sur son también cabalgamientos frontales sobre las cuencas terciarias del Ebro, en Pirineos, y del Duero, en la Cantábrica. La cordillera Pirenáica se prolonga por el este en la región francesa del Languedoc y Provenza, hasta enlazar con el cinturón de los Alpes, y por el oeste en el Atlántico hasta el denominado “King´s Trough” (un canal submarino de 400 km de longitud y dirección NO-SE) en las cercanías de la dorsal Atlántica.

Pirineos se extiende desde el golfo de Vizcaya hasta el de Lion. El límite oeste es la alineación que separa la cuenca mesozoica Vasco-Cantábrica de la cuenca terciaria de Jaca-Pamplona. Pirineos constituye hoy un límite de placa fósil. Durante el Mesozoico, el área pirenaica tuvo una extensión y adelgazamiento cortical, vulcanismo, desarrollo de cuencas sedimentarias y separación entre Iberia y Europa. Posteriormente, hace 85 Ma, desde el Cretácico final y durante más de 60 Ma hasta el Mioceno inferior, la convergencia oblicua, colisión y subducción de lberia bajo la placa euroasiática causó deformación de las cuencas sedimentarias estratificadas, involucrado el sustrato varisco infrayacente, que se elevaron hasta los actuales 3.300 m.

Pirineos es una cordillera de doble vergencia en la que se distinguen dos franjas separadas por la falla norpirenáica donde se produce la subducción de Iberia bajo la litosfera europea y donde hay un salto de la Moho de 10-15 km con un engrosamiento de la corteza debajo de la zona axial. La superposición entre las dos placas es moderada y gran parte del acortamiento en profundidad que se observa en los perfiles sísmicos se resuelve mediante numerosos cabalgamientos intracorticales que afectan a la corteza inferior de ambas placas. La franja septentrional presenta cabalgamientos y pliegues de materiales variscos y mesozoicos vergentes al norte. En la franja meridional se distinguen la zona axial, una antiforma asimétrica vergente al sur y con inmersión al oeste compuesta por rocas ígneas y metamórficas variscas que afloran también en los macizos vascos del oeste. Estos materiales variscos tienen más afinidad con los que afloran en las cadenas costero catalanas, Cerdeña o parte de los Alpes que con los que se presentan en el el Macizo Ibérico.

Los Pirineos no presentan ni magmatismo ni metamorfismo sinorogénico de importancia. Sólo en la falla norpirenaica se desarrolla un metamorfismo térmico alpino. Hacia el oeste, esta falla esta poco definida.

En la zona meridional o surpirenaica hay materiales postvariscos con estructuras vergentes al sur, que forman la cobertera de la zona axial. En el Pérmico se emplazan los magmas calcoalcalinos favorecidos por una tectónica tardivarisca.

Los Pirineos tienen una geología estructural de superficie con pliegues y cabalgamientos propios de niveles corticales altos. La tectónica general se inició con un episodio transpresivo y una fase final compresiva que afectó a los materiales paleozoicos del basamento y a las sucesiones mesozoicas y terciarias. La corteza inferior y la Moho ibérica buzan hacia el norte por debajo de la corteza continental europea. El engrosamiento cortical se produce por cabalgamientos que afectan incluso al manto, y llega hasta los 55-60 km debajo de la zona axial. La estructura de la corteza superior se define como un prisma orogénico de doble vergencia.

La estructura del frente surpirenaico sobre la cuenca del Ebro se extiende a lo largo de más de 200 km, afectando desde el Triásico medio hasta el Mioceno, con espesores que llegan a más de 6.000 m. Dan lugar a las llamadas sierras marginales y sierras exteriores.

Se piensa que la sismicidad pirenaica podría deberse de la reactivación de algunas fallas antiguas producidas durante la etapa orogénica.

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